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Tendance et variabilité de la vapeur d'eau atmosphérique : un enjeu pour l'étude du niveau moyen océanique

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Academic year: 2021

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TH `

ESE

TH `

ESE

En vue de l’obtention du

DOCTORAT DE L’UNIVERSIT´

E DE TOULOUSE

D´elivr´e par : l’Universit´e Toulouse 3 Paul Sabatier (UT3 Paul Sabatier)

Pr´esent´ee et soutenue le 14 Novembre 2014 par : Soulivanh THAO

Tendance et variabilit´e de la vapeur d’eau atmosph´erique : un enjeu pour l’´etude du niveau moyen oc´eanique.

JURY

Isabelle DADOU UPS Pr´esident du Jury

C´ecile MALLET LATMOS Rapporteur

Remko SCHARROO EUMETSAT Rapporteur

Stephen ENGLISH ECMWF Examinateur

Estelle OBLIGIS CLS Co-Directeur de th`ese

Laurence EYMARD LOCEAN Directeur de th`ese

´

Ecole doctorale et sp´ecialit´e :

SDU2E : Oc´ean, Atmosph`ere et Surfaces Continentales Unit´e de Recherche :

Collecte Localisation Satellites Directeur(s) de Th`ese :

Laurence EYMARD et Estelle OBLIGIS Rapporteurs :

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REMERCIEMENTS

C’est avec une grande joie que j’écris enfin ces quelques lignes. Elles marquent la fin de ces trois années de travail qui m’ont étrangement paru à la fois longues et relativement courtes. Contrairement à ce que j’imaginais, la thèse fut autant un travail personnel qu’un travail d’équipe. Il m’aura fallu l’aide de nombreuses personnes pour arriver jusqu’à la bibliothèque de l’université Paul Sabatier de Toulouse et déposer ce manuscrit pour la postérité. Je profite donc de cette page, pour remercier ceux qui ont partagé mon périple.

Avant tout un grand merci à Laurence Eymard, Estelle Obligis et Bruno Picard, mes directeurs de thèse officiels et officieux. Merci à Laurence pour avoir à chaque point de thèse replacé mes travaux dans un contexte physique et de m’avoir fourni ce recul sur mes travaux. Merci à Estelle qui a su me guider depuis le début de mon stage à CLS tout en me laissant une grande sensation de liberté. Désolé pour toutes les fautes de grammaire et d’orthographe que je laisse traîner un peu partout, ici et là. J’espère qu'il y en aura peu sur cette page. Merci à Bruno pour m’avoir initié aux arcanes secrètes du support dos.

Le jury de thèse n’est évidemment pas à omettre. Je les remercie tous pour leur sympathie et leur enthousiasme qui m’ont permis de réduire mon niveau de stress ces dernier mois et particulièrement le jour J. Merci à Cécile Mallet et Remko Scharroo pour avoir accepté d’être rapporteurs malgré les courts délais pour lire le manuscrit. Vos retours et vos remarques pertinentes ont certainement permis d’améliorer ce manuscrit. Merci à Stephen English d’avoir accepté de faire partie du jury malgré toutes les embûches rencontrées entre Reading et Toulouse. Merci Isabelle d’avoir accepté de présider ce jury et pour tes conseils avisés.

Il me faut évidemment remercier les différents thésards que j’ai pu croiser : les anciens qui nous montrent que c’est faisable, les nouveaux plein d’entrain et d'optimisme, ceux qui écrivent des blogs et qui nous rendent jaloux de leur voyage en conférence, et ceux qui font de l’IA comme Julia. Je remercie particulièrement les thésards du fond du couloir. Tout d’abord, Camille qui a commencé l’aventure en même temps que moi, jour pour jour, et qui, tout du long, m’a servi d’étalon pour savoir où j’en étais dans ce brouillard qu’est la thèse. Je remercie également Aurélie qui me secoue un peu avant chaque présentation pour que je fasse retomber un peu la pression. J’ai une petite pensée également pour Adalbert, Damien, Olivier et Laura. Bon courage pour la suite !

N’oublions pas tous ceux que j’ai pu côtoyer et qui ont rendu ce court séjour à CLS ma foi fort agréable. Je salue notamment la petite et jeune équipe radiométrie de CLS constitué de Bruno, Marie-Laure, Mathilde et Mickaël. De même, un petit mot pour les stagiaires qui ont partagé le moment le plus important de la journée : la pause midi au CNES. Certains, comme Antoine, Louis et Matthias, ont eu le courage de rester. D’autres, comme, Amaury, Anna, Leonor et Simon, sont partis vers de nouveaux horizons. Grâce à vous, je ne me suis pas ennuyé pendant ces trois ans. Un merci plus générale à tous ceux qui m’incitent à faire des pauses café, qui mettent plein de gif animés dans leurs mails, que je croise dans le bus ou sur le canal, avec qui je parle classification et bien évidemment ceux qui amènent les chocolatines le matin.

Enfin, je remercie ma famille qui malgré la situation précaire des jeunes chercheurs en post-doc et les faibles perspectives monétaires m’a laissé libre de mes choix. Un grand merci pour leur patience : ça y’est j’ai enfin fini mes études (enfin j’espère…) après plus de 20 ans passés comme écolier ! Pour piquer le jeu de mot d’Annabelle, je dirai qu’il est enfin temps de tourner la page !

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R E S U M E

La correction troposphérique humide est aujourd’hui l’un des premiers postes d’erreur pour l’estimation de la tendance à long terme du niveau moyen des mers. Cette correction est fournie par un radiomètre micro-ondes fonctionnant à des fréquences proches de la raie d’absorption atmosphérique de la vapeur d’eau, à 22,2 GHz. Les exigences, quant à la qualité des mesures radiométriques, sont donc particulièrement fortes.

De nos jours, les produits de correction troposphérique fournis par différents radiomètres sont relativement proches mais certaines différences sont toutefois présentes, notamment dans leur dynamique interannuelle. Des disparités peuvent être par exemple générées par des dérives instrumentales liées au simple vieillissement des composants électroniques. Comprendre ces différences et leurs origines peut nous permettre d’améliorer la correction troposphérique humide et par extension la mesure du niveau moyen des océans. Cette thèse s’intéresse à la cohérence des produits de correction troposphérique utilisés dans le cadre des missions altimétriques Jason-1 et Envisat et à la compréhension de leurs points de divergence. La dynamique spatiale et temporelle des différences entre produits radiométriques est décrite statistiquement pour la période 2004-2010. Par cette comparaison, nous espérons pouvoir identifier de potentielles anomalies dans les produits. Cette étude s’effectue selon trois axes : 1) l’étude indirecte de la correction troposphérique humide à travers les produits de contenu intégré de vapeur d’eau atmosphérique ; 2) la comparaison des algorithmes de restitution de la correction troposphérique ; 3) le suivi et l’analyse des températures de brillance.

Bien que les produits radiométriques soient globalement cohérents, l’analyse a fait émerger certains comportements atypiques. Les résultats montrent une réponse différente des radiomètres à l’évènement La Niña de 2007-2008. Ces différences sont à la fois visibles dans les produits de vapeur d’eau et dans les températures de brillance à 23.8 GHz, ce qui suggère des disparités dans l’étalonnage des instruments. Un changement dans le comportement des mesures radiométriques de Jason-1 après 2008 évoque une potentielle dérive dans l’étalonnage des températures de brillance à 23,8 GHz. Pour le radiomètre de la mission Envisat, des biais régionaux apparaissent dans les régions côtières de façon cyclique, alternativement dans l’hémisphère nord et sud. Un problème dans la correction des lobes secondaires pourrait expliquer ce phénomène.

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A B S T R AC T

The wet tropospheric correction is presently one of the main sources of error for the estimation of the mean sea level rise by altimetry. This correction is provided by a dedicated instrument, a microwave radiometer operating at frequencies near the atmospheric absorption line of water vapor at 22.2 GHz. Thus, requirements on the quality of the radiometer measurements and their stability are stringent.

Nowadays, the wet tropospheric corrections provided by different radiometers are relatively close. Still, discrepancies remain, notably in the inter-annual dynamic of the correction. Discrepancies can be generated for instance by instrumental drifts simply due to the radiometer components aging. Understanding those discrepancies and their origins can helps us improve the wet tropospheric correction and at the same time, the monitoring of the mean sea level.

The objective of this thesis is to analyze the consistency of the wet tropospheric correction used in the framework of Jason-1 and Envisat altimetry missions and to try to understand the reasons behind their discrepancies. The spatial and temporal dynamics of the product differences are statistically described during the 2004-2010 period. By doing so, we might identify potential anomalies in the products. The comparison is made in three steps: 1) the indirect analysis of the wet troposphere correction through the comparison of the radiometers integrated water vapor products; 2) the comparisons of the algorithms used for the retrieval of the wet tropospheric correction; 3) the monitoring and the analysis of the radiometers brightness temperatures.

Although, the radiometer products globally exhibit a good consistency, the analysis raised a few atypical behaviors. Results showed different answers from the radiometer to the La Niña event of 2007-2008. Those differences are visible in the wet tropospheric correction as well as in the brightness temperatures, suggesting discrepancies in the radiometer calibration. A change in the statistical distribution of Jason-1 measurements after 2008 suggests a potential drift in the radiometer calibration. For the radiometer of the Envisat mission, relative biases appear according to an annual cycle, alternatively in the Northern and Southern hemispheres, near continental coastlines. A problem in the side lobe antenna pattern correction could explain this phenomenon.

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Table des matières

REMERCIEMENTS ... V RESUME ... VII ABSTRACT ... VIII

CHAPITRE 1: CONTEXTE ET PROBLEMATIQUE ... 1

I. INTRODUCTION ... 1

II. LE NIVEAU DES OCÉANS ... 2

III. L’ALTIMÉTRIE SATELLITAIRE ... 5

A. PRINCIPE DE L’ALTIMÉTRIE SATELLITAIRE ... 5

B. CORRECTIONS ET BILAN D’ERREURS POUR LA MESURE DU NIVEAU MOYEN ... 6

C. HISTORIQUE DES MISSIONS ALTIMÉTRIQUES ... 8

1. La mission Envisat ... 11

2. La mission Jason-1 ... 12

D. ECHANTILLONNAGE SPATIAL ET TEMPOREL ... 13

1. Orbite des satellites ... 15

2. Géométrie de visée ... 16

IV. OBJECTIFS ... 17

A. EVALUER LA COHERENCE DES PRODUITS RADIOMETRIQUES DE CORRECTION TROPOSPHERIQUE HUMIDE ... 17

B. PLAN DU DOCUMENT ... 19

CHAPITRE 2: LA CORRECTION TROPOSPHERIQUE HUMIDE : PRINCIPE D’ESTIMATION ET VALIDATION ... 21

I. DÉFINITION ... 21

II. LIMITES DES MODÈLES MÉTÉOROLOGIQUES ... 23

III. PRINCIPE D’ESTIMATION PAR RADIOMETRIE MICRO-ONDES. ... 24

A. LA TEMPÉRATURE DE BRILLANCE ... 24

B. LE MODÈLE DE TRANSFERT RADIATIF ... 25

C. METHODES D’INVERSION DE LA CORRECTION TROPOSPHERIQUE ... 29

IV. ETALONNAGE ET SUIVI DES RADIOMÈTRES ... 31

A. ETALONNAGE AU SOL ... 31

B. SUIVI EN VOL ... 32

1. Etalonnage en deux points ... 32

2. Références auxiliaires froides et chaudes. ... 32

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4. Comparaison à des températures de brillance simulées ... 35

5. Comparaison des produits géophysiques ... 35

C. AJUSTEMENT DES TEMPÉRATURES DE BRILLANCE ... 36

V. CONCLUSION... 37

CHAPITRE 3 : ETUDES DES PRODUITS DE CONTENU INTEGRE DE VAPEUR D’EAU ATMOSPHERIQUE ... 39

I. RÉSUMÉ DE L’ARTICLE ... 40

II. ARTICLE ACCEPTÉ DANS JTECH ... 42

A. ABSTRACT ... 42

B. INTRODUCTION ... 43

C. WATER VAPOR, INSTRUMENTS AND DATASETS ... 45

1. Relationship between the integrated water vapor content and the wet tropospheric path delay 45 2. Radiometer and mission characteristics ... 47

3. Harmonization of the data ... 48

D. RELATIVE ERRORS ... 50

1. Spatial distribution of water vapor... 50

2. Water vapor trends ... 53

3. Space-time dynamics of water vapor ... 57

E. ESTIMATION OF THE ABSOLUTE ERROR STANDARD DEVIATION:TRIPLE COLLOCATION ANALYSIS ... 62

F. INTERPRETATION AND DISCUSSION ... 66

1. Interpretation of the results ... 66

2. Expected impacts on the wet tropospheric path delay ... 69

G. CONCLUSION AND PERSPECTIVES ... 71

CHAPITRE 4 : ETUDES DES ALGORITHMES DE RESTITUTION DE LA CORRECTION TROPOSPHERIQUE HUMIDE. ... 75

I. COMPARAISON DES ALGORITHMES JMR ET MWR POUR L’INVERSION DE LA CORRECTION TROPOSPHERIQUE HUMIDE ... 76

A. RÉSUMÉ DE L’ARTICLE ... 76

B. ARTICLE SOUMIS À JSTAR ... 77

1. Introduction ... 78

2. Data and methodology ... 81

3. Results on simulations ... 84

4. Application to Jason-2 measurements ... 96

5. Discussion and conclusion ... 100

II. UTILISATION DE VARIABLES AUXILIAIRES ... 105

A. RESULTATS SUR LA BASE DE TEST (SIMULATIONS). ... 106

B. APPLICATION AUX MESURES DE LA MISSION JASON-2. ... 110

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CHAPITRE 5 : ANALYSES DES TEMPERATURES DE BRILLANCE ... 119

I. PRÉSENTATION DES RADIOMÈTRES AMSU ... 120

II. ANALYSES DES TEMPERATURES DE BRILLANCE A 24 GHZ ... 121

A. INTRODUCTION ... 121

B. DISTRIBUTION SPATIALE ... 123

C. SÉRIES TEMPORELLES ET TENDANCES ... 125

D. DYNAMIQUE SPATIO-TEMPORELLE ... 129

E. TRIPLE COLLOCATION ... 136

F. CONCLUSION ... 139

III. ETUDE DES TEMPERATURES DE BRILLANCE DANS LA GAMME DES 30 GHZ PAR FONCTION DE TRANSFERT ... 140

A. INTRODUCTION ... 140

B. CONSTRUCTION DES FONCTIONS DE TRANSFERT... 141

1. Fonctions de transfert intra ... 141

2. Fonctions de transfert inter ... 146

C. APPLICATION POUR L’ETUDE DES TEMPERATURES DE BRILLANCE DANS LA GAMME DES 30GHZ ... 150

1. Etude des séries temporelles globales ... 151

2. Etude des séries temporelles par bande de latitude ... 154

3. Etude des tendances linéaires régionales... 157

4. Etude de la stabilité des mesures par triple collocation ... 160

D. CONCLUSIONS ... 164

IV. CONCLUSION DU CHAPITRE ... 165

CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES ... 169

I. SYNTHESE ... 169

II. PERSPECTIVES ... 172

BIBLIOGRAPHIE ... 175

TABLES DES ILLUSTRATIONS ... 181

TABLE DES TABLEAUX ... 189

ANNEXES ... 191

ANNEXEI:ARTICLESOUMISDANSOCEANSCIENCE,LEGEAISETAL(2014) ... 193

ANNEXEII:COHERENCEDESCAPTEURSAMSUA ... 209

A. SÉRIES TEMPORELLES ... 209

B. DISTRIBUTION SPATIALE ... 213

C. DYNAMIQUE SPATIO-TEMPORELLE ... 217

D. TRIPLE COLLOCATION ... 219

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C H A P I T R E 1 : C O N T E X T E E T

P R O B L E M A T I Q U E

L’objectif de ce chapitre est d’introduire le contexte de l’étude, celui du suivi du changement climatique par altimétrie satellitaire. Le principe des mesures de la hauteur de mer par altimétrie et un bref historique des missions spatiales qui y sont dédiées, seront présentés. Nous verrons que certaines incertitudes liées à la méthode de mesure limitent notre capacité à observer l’évolution du niveau de la mer sur le long terme. C’est l’incertitude sur une composante de la mesure de hauteur de mer par altimétrie, qu’on appelle la correction troposphérique humide, qui a motivé ce travail de thèse et fait l’objet de ce manuscrit. Nous décrirons la problématique soulevée par ces incertitudes avant d’énoncer les différentes pistes d’étude entreprises pour tenter d’y répondre.

SOMMAIRE

I. INTRODUCTION ... 1

II. LE NIVEAU DES OCÉANS ... 2

III. L’ALTIMÉTRIE SATELLITAIRE ... 5

A. PRINCIPE DE L’ALTIMÉTRIE SATELLITAIRE ... 5

B. CORRECTIONS ET BILAN D’ERREURS POUR LA MESURE DU NIVEAU MOYEN ... 6

C. HISTORIQUE DES MISSIONS ALTIMÉTRIQUES ... 8

1. La mission Envisat ... 11

2. La mission Jason-1 ... 12

D. ECHANTILLONNAGE SPATIAL ET TEMPOREL ... 13

1. Orbite des satellites... 15

2. Géométrie de visée... 16

IV. OBJECTIFS ... 17

A. EVALUER LA COHERENCE DES PRODUITS RADIOMETRIQUES DE CORRECTION TROPOSPHERIQUE HUMIDE ... 17

B. PLAN DU DOCUMENT ... 19

I. INTROD UCTI ON

Le réchauffement climatique est un sujet au cœur de l’actualité. En effet, l’élévation de la température terrestre, ne serait-ce que d’un degré, pourrait impliquer d’énormes conséquences à moyen et à long termes tant sur le plan humain qu’environnemental. La question du réchauffement climatique suscite donc de nombreux débats et controverses, d’une part sur l’amplitude du phénomène et d’autre part sur ses causes et conséquences exactes.

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Le réchauffement climatique entraine la fonte des glaces polaires et l’expansion thermique des océans. Il engendre ainsi une hausse du niveau moyen de la mer qui constitue de ce fait un indicateur important du réchauffement climatique.

Le suivi du niveau des océans est traditionnellement réalisé par l’étude de données marégraphiques. Il existe actuellement plus de 1700 marégraphes répartis dans le monde, et certains fonctionnent depuis plus d’un siècle. Bien qu’il soit possible d’estimer le niveau moyen à partir des marégraphes, leur utilisation présente certaines limites. Premièrement, les marégraphes mesurent les variations du niveau de la mer par rapport à un point de référence sur la croute terrestre. Cette référence n’est pas fixe et peut se mouvoir verticalement à des taux comparables à celui du niveau de la mer. Deuxièmement, les marégraphes sont localisés sur les côtes, la couverture spatiale de ces appareils est donc limitée. Cela pose problème car en réalité le niveau de la mer n’est pas uniforme sur l’ensemble du globe. Des facteurs tels que les différences de pression, de température, de salinité et les courants marins peuvent en modifier le comportement. Par exemple, il existe une différence de 20 cm entre le niveau de l’océan atlantique et de l’océan pacifique situés de part et d’autre du canal de Panama.

L’avènement de l’ère spatiale a permis le développement de nombreux outils permettant d’étudier la terre. Les techniques d’altimétrie satellitaires se sont développées dans les années 1970. Elles permettent aujourd’hui, à partir d’un satellite, de mesurer la hauteur instantanée de la mer et de couvrir la quasi-totalité du globe terrestre. Ces techniques constituent donc un très bon complément aux mesures marégraphiques.

Ce chapitre expose les principes de mesure du niveau des océans par altimétrie satellitaire et les incertitudes qui y sont liées. L’influence de ces dernières sur l’étude du changement climatique a motivé ce travail de thèse. De plus amples détails quant aux objectifs de ce travail sont fournis en fin de chapitre. Mais, commençons tout d’abord par expliciter davantage ce qu’on entend par niveau des mers.

II. LE NI VEAU DE S O CÉ A NS

L’objectif principal des missions altimétriques est d’étudier l’évolution du niveau de la mer. Le niveau de la mer peut être décomposé en deux parties : une composante statique et une composante dynamique. La composante statique représente la répartition des masses d’eau sur la terre en fonction des variations du champ de gravité terrestre. Le géoïde, qui est une équipotentielle du champ de gravité, représente la forme que prendrait la surface océanique sous les seules influences de la gravité et de la rotation de la terre. La deuxième composante est appelée topographie dynamique et résulte de la dynamique spatiale et temporelle des océans. Par exemple, la circulation des océans, les marées, ou encore les tourbillons participent à la topographie dynamique. Cette dernière est en partie liée aux échanges entre océans et atmosphère et aux différences de densité entre les couches océaniques.

En pratique, le géoïde n’est pas parfaitement connu et une décomposition empirique est utilisée. Ainsi le niveau de mer est séparé en une composante fixe, la surface moyenne océanique (MSS), et une composante dynamique, l’anomalie de hauteur de mer (SLA). La surface moyenne des océans est obtenue en moyennant sur un grand nombre d’années les

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mesures du niveau des mers. La surface moyenne comprend ainsi le géoïde ainsi que les composantes stables de la topographie dynamique telle que la circulation permanente. A titre illustratif, une estimation de la surface moyenne océanique par un ensemble de missions altimétriques est présentée en Figure 1. Tout écart par rapport à cette surface moyenne est considéré comme une anomalie de hauteur de mer. Les anomalies de hauteurs de mers pour juillet 2008 sont représentées en Figure 2.

Figure 1 : Estimation de la surface moyenne océanique (MSS) réalisée sur une période de 16 ans grâce au données Topex/Poseidon, Jason-1, ERS-1/2, Envisat et GFO (source : AVISO)

Figure 2 : Estimation des anomalies de hauteur de mer entre le 4 et le 14 juillet 2008 (SLA) réalisée grâce au données Jason-2 (source : CNES).

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Pour le niveau moyen de la surface océanique, c’est principalement l’évolution à long terme, sur plusieurs dizaines d’années, qui est surveillé dans le cadre des études du changement climatique. L’élévation du niveau moyen peut résulter de plusieurs facteurs. On distingue par exemple les effets de masse des effets de dilatation. Ainsi, la fonte des glaciers continentaux provoque une augmentation du niveau de mer par l’apport de nouvelles masses d’eau alors que le réchauffement des océans induit une augmentation de ce niveau par dilatation thermique.

Enfin, l’évolution du niveau moyen n’est pas uniforme sur l’ensemble des océans mais globalement, le niveau moyen a augmenté au cours de ce dernier siècle. De 1870 à 2004, le niveau moyen global a augmenté en moyenne de 1,7 ± 0,3 mm/an (John Church et White 2006). L’élévation du niveau des océans se serait accélérée ces dernières décennies. Grace à l’altimétrie satellitaire, l’élévation du niveau moyen des océans a été estimée à 3,3 ± 0.6 mm/an entre 1993 et 2009 (Nicholls et Cazenave 2010). A titre illustratif, l’évolution temporelle du niveau moyen des mers mesuré par altimétrie satellitaire est présentée en Figure 3. L’évolution mesurée par altimétrie est relativement cohérente avec les mesures in-situ : la tendance estimée à partir des marégraphes est en effet de 2,8 ± 0,8 (Church et White, 2011)

Figure 3 : Evolution du niveau moyen des mers depuis 1993 telle que mesurée par les missions altimétriques Topex/Poseidon, Jason-1 et Jason-2. Les séries ont été filtrées par moyenne glissante de deux mois pour la série en bleu et de six mois pour série en rouge. Le cycle annuel a également été retiré des séries. (Source : CLS/CNES/Legos).

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III. L’ALTIMÉTRI E S ATELL I TAI RE A. PRINCIPE DE L’ALTIMÉTRIE SATELLITAIRE

Le principe de fonctionnement de l’altimétrie satellitaire est relativement simple. L’objectif pour un altimètre est de mesurer la distance altimétrique 𝑅. Elle est définie comme la distance entre le satellite sur lequel l’altimètre est installé et la surface de la mer. Pour cela, l’altimètre émet une onde radar vers la surface. Une partie de l’onde y est réfléchie et renvoyée en direction du satellite. L’altimètre mesure le temps mis par l’onde pour faire l’aller-retour entre le satellite et la mer. En connaissant la vitesse de l’onde émise et son temps de trajet, 𝑡, pour effectuer l’aller-retour, il est possible d’en déduire la distance qui sépare le satellite de la mer. Dans l’hypothèse où l’onde électromagnétique effectue son trajet dans le vide, sa vitesse est 𝑐, la vitesse de la lumière, et nous aurions déduit 𝑅 par la relation suivante :

𝑅 =𝑐𝑡 2

En réalité, déterminer 𝑅 n’est pas aussi simple car il faut prendre en compte les interactions entre l’onde et son environnement. L’onde est par exemple ralentie lors de son passage dans l’atmosphère par des phénomènes de réfraction. La distance R est donc estimée de la façon suivante :

𝑅 = 𝑅̂ + ∑ Δ𝑅𝑗 𝑗

où 𝑅̂ = 𝑐𝑡/2 est l’estimation de la distance entre le satellite et la surface de la mer sans tenir compte des interactions avec l’atmosphère et Δ𝑅𝑗, 𝑗 ∈ 𝐽 sont les corrections à apporter

pour tenir compte des perturbations 𝐽 qui ralentissent l’onde radar. Sans ces corrections, la distance entre le satellite et la surface de la mer serait surestimée. Nous détaillerons par la suite les différentes corrections et leurs ordres de grandeurs. Par convention, les corrections sont ajoutées à la distance altimétrique 𝑅̂ , les corrections appliquées sont donc des nombres négatifs. Enfin, la hauteur de mer (ou niveau de la mer) que l’on dénotera par SSH (Sea Surface Height), est égale à :

𝑆𝑆𝐻 = 𝐻 − 𝑅

avec H, la hauteur du satellite par rapport à un ellipsoïde de référence. L’ellipsoïde de référence est une référence arbitraire qui est la première approximation de la forme non sphérique de la Terre. Celle-ci prend la forme d’un ellipsoïde de révolution d'un rayon équatorial de 6378,1363 kilomètres et d’un coefficient d'aplatissement de 1/298,257. La Figure 4 permet de synthétiser le principe de l’altimétrie spatiale.

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Figure 4 : Principe de l’altimétrie satellitaire (source : CNES)

Le calcul de 𝑆𝑆𝐻 est donc en principe simple à condition de connaître avec précision l’orbite du satellite et les corrections Δ𝑅𝑗. Or le calcul de tous ces facteurs est loin d’être

trivial. Dans la suite, nous détaillerons de façon plus exhaustive ces facteurs et leur impact sur la précision de la mesure du niveau de mer.

B. CORRECTIONS ET BILAN D’ERREURS POUR LA MESURE DU NIVEAU MOYEN

Pour le calcul du niveau de la mer en un point donné, il est nécessaire d’appliquer un certain nombre de corrections pour tenir compte des perturbations subies par l’onde radar. Toute erreur sur ces ajustements induit inévitablement une erreur sur la hauteur de mer. On distingue les corrections instrumentales, de surface, de marées et enfin de propagation. L’ordre de grandeur pour chacune de ces corrections est fourni dans le

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Tableau 1 : Ordre de grandeur des corrections de la distance altimétrique R. (source : Ollivier, 2006)

Corrections Ordre de grandeur en valeur absolue

Instrumentales Quelques cm Atmosphériques Troposphère humide 0 à 50 cm Troposphère Sèche ≈ 2,3 m Ionosphérique 0 à 50 cm Des marées

Océaniques 1 m en plein océan, jusqu’à 15-20 m sur certaines côtes

Solides ≈ 50 cm

Polaires ≈ 2 cm

Effets de charge ≈ 30 cm

De surfaces Biais d’état de mer ≈ de 0 à 50 cm, selon la hauteur des vagues Baromètre inverse ≈ 15 cm, selon la pression atmosphérique

Les corrections instrumentales sont intrinsèques au radar. Elles permettent par exemple de corriger les dérives de datation des horloges internes, du temps de trajet du signal dans le circuit d’émission, ou encore de la distance entre le centre de gravité du satellite et le centre de l’antenne. L’ordre de grandeur de ces corrections est de quelques centimètres.

Les corrections de surface concernent le biais d’état de mer. Le biais d’état de mer résulte en grande partie de l’hétérogénéité de la surface, celle-ci n’étant pas plane à cause des vagues. L’onde radar est alors davantage réfléchie par la surface au creux des vagues que sur les crêtes, biaisant ainsi les estimations sur la hauteur. Le phénomène du baromètre inverse est également pris en compte pour corriger l’élévation de la surface océanique due aux variations de pressions atmosphériques et du vent. Le baromètre inverse peut s’interpréter comme l’effet du poids de la colonne d’air située au-dessus d’un point donné de la surface océanique. Lorsque la pression atmosphérique est forte (anticyclone), la surface océanique se creuse et à l’inverse, la surface océanique se bombe lorsque la pression atmosphérique est faible.

Les corrections de marées sont liées aux phénomènes de marées océaniques, solides, polaires et d’effets de charge. Les marées océaniques correspondent au déplacement des masses d’eau sous l’action gravitationnelle du soleil et de la lune. Les marées solides sont également liées à l’action gravitationnelle du soleil et de la lune. Celle-ci induit une élévation de la croûte terrestre, et provoque de ce fait un mouvement vertical des masses d’eau. Les

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marées polaires correspondent au léger mouvement de l’axe de rotation de la terre par rapport à l’axe fixe de l’ellipsoïde de référence. On assiste donc à un déplacement vertical de la croûte terrestre par rapport à son ellipsoïde. Enfin, la marée d’effet de charge est provoquée par le déplacement des masses d’eau soumises à la marée océanique. Il en résulte également un déplacement vertical du plancher océanique.

Les corrections de propagation doivent prendre en compte le ralentissement de l’onde radar dû au phénomène de réfraction dans l’atmosphère terrestre. On distingue la correction ionosphérique, troposphérique sèche et humide. Les perturbations sont respectivement dues au contenu en électrons dans l’ionosphère, aux gaz secs et au contenu en vapeur d’eau dans la troposphère.

Pour donner une idée de la précision des mesures altimétriques, le bilan d’erreur pour la mesure de la pente globale du MSL est présenté dans le Tableau 2.

Tableau 2 : Incertitudes sur la pente du niveau moyen de la mer entre 1993 et 2008.

Sources d'erreurs dans le calcul du MSL Erreur sur la pente globale du MSL

Calcul de l'orbite ±0,15 mm/an

Troposphère humide ±0,30 mm/an

Corrections issues des champs météo ±0,10 mm/an Paramètres altimétriques ±0,10 mm/an

Biais de la SSH ±0,25 mm/an

Erreur Totale ±0,6 mm/an

(intervalle confiance = 90%)

Ce bilan d’erreurs est issu d’une étude réalisée sur les missions altimétriques TOPEX/Poséidon et Jason-1 (Ablain et al. 2009). La plus grande incertitude pour la détermination de la pente du niveau moyen est la correction troposphérique humide. Cette dernière, fournie par un radiomètre micro-ondes pour les missions altimétriques, fait l’objet de ce manuscrit.

C. HISTORIQUE DES MISSIONS ALTIMÉTRIQUES

Dans ce paragraphe, nous réalisons un bref historique des missions altimétriques avant de présenter les missions sur lesquelles portera ce manuscrit.

Les premières missions altimétriques sont apparues dans les années 1970 profitant du développement de deux technologies : celle du de l’altimètre radar et celle d’une méthode de positionnement précis, le GPS1. Cette dernière était un élément indispensable au succès des

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missions altimétriques car la détermination de la distance altimétrique 𝑅 repose sur la connaisse précise de la position du satellite dans l’espace. C’est d’ailleurs cette composante qui est longtemps restée la première source d’incertitude dans les mesures altimétriques (Figure 5). Les premières missions n’étaient pas spécialement dédiées à l’étude de la topographie des océans mais constituaient des missions pluridisciplinaires permettant une étude générale de l’environnement terrestre.

Dans le début des années 1990, sont apparues deux familles de missions altimétriques. Depuis lors, ces familles ont permis d’assurer la continuité des mesures de hauteur de mer et d’étudier sur le long terme les changements climatiques et environnementaux.

Figure 5 : Réduction de l’erreur d’orbite sur les mesures altimétriques de la hauteur de mer depuis la mission GEOS 3 lancée en 1975 (source : CNES).

La première famille est apparue avec le lancement d’ERS-1 en 1991 par l’ESA qui a été suivie par la mission ERS-2 en 1995 puis Envisat en 2002. Ces missions ne sont pas spécifiquement dédiées à l’altimétrie mais à l’étude générale de l’environnement. Elles sont ainsi équipées d’une dizaine d’instruments dont un altimètre et un radiomètre micro-ondes.

La deuxième famille est née avec le lancement en 1992 de la mission Topex/Poseidon (T/P), fruit de la collaboration entre la NASA2 et le CNES3. C’est la

première mission spécialement dédiée à l’étude par altimétrie de la topographie des océans. Elle a permis pour la première fois une analyse fine de la topographie des océans grâce à la précision de ses mesures d’orbite, fournies par le système DORIS4. De nombreux progrès

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National Aeronautics and Space Administration

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Centre National d'Études Spatiales

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ont notamment été réalisés dans la modélisation des courants océaniques grâce à la mission Topex/Poseidon. Les mesures de la mission altimétrique constituaient en effet de précieux points de comparaison pour les modèles. Cette mission a été suivie par la suite par Jason-1 en 2001 et Jason-2 en 2008. La famille Jason s’agrandira de nouveau en 2015 avec le lancement de Jason-3.

Au sein de chaque famille, les nouvelles générations conservent les caractéristiques principales de leurs prédécesseurs notamment en termes d’orbite et d’instrumentation pour assurer une certaine homogénéité dans les mesures (Tableau 3). Chaque génération bénéficie tout de même d’évolutions technologiques et méthodologiques afin de réduire le budget d’erreur.

Aussi, la continuité des mesures environnementales Envisat sera assurée par une constellation de satellites nommée Sentinel. Le troisième satellite de la constellation, Sentinel-3, dont le lancement est prévu pour 2015, sera spécialement dédié à l’étude des océans. Pour la mesure de la topographie des océans, les caractéristiques de la mission seront similaires à celles d’Envisat. Des améliorations sont néanmoins prévues pour faciliter l’étude des régions côtières, des glaces de mer, des lacs et des rivières.

De nouveaux types d’altimètres sont également considérés aujourd’hui afin d’améliorer la précision, la résolution, et la couverture spatiale et temporelle des mesures. En 2012, la mission franco-indienne SARAL a été mise en orbite. Elle est équipée d’un altimètre AltiKa en bande Ka au lieu de la bande Ku utilisée jusqu’à présent. L’augmentation de la fréquence de l’altimètre permet notamment grâce à sa tâche au sol plus petite de se rapprocher des terres et d’étudier les étendues d’eaux continentales (grands fleuves, lacs, mers intérieures). Le bruit sur les mesures est également plus faible conduisant à une estimation plus précise de la hauteur de mer. Un inconvénient est la sensibilité plus forte de cette bande de fréquence à la pluie et aux nuages. La mission SWOT prévue pour 2020 proposera pour la première fois un altimètre SAR5 interférométrique en bande Ka à large

fauchée. Il permettra ainsi une meilleure couverture spatiale et temporelle de la surface des océans, des régions côtières et des nappes d’eau continentales.

5

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11

Tableau 3 : Caractéristiques nominales des missions altimétriques et de leurs radiomètres (source : Desportes, 2008)

Mission Vie dans l’espace Fréquences altimètre

(GHz)

Fréquences

Radiomètre(GHz) (jours) Cycle

Geosat 1985-1990 13,5 - 23 ERS-1 1991-1996 13,8 23,8 ; 36,5 35 Topex/Poseidon 1992-2006 Topex : 13,6 ; 5,3 Poseidon : 13,6 18 ; 21 ; 37 10 ERS-2 1995-2011 13,8 23,8 ; 36,5 35 GFO 1998-2008 13,5 22 ; 37 17 Jason-1 2001-2013 13,575 ; 5,3 18,7 ; 23.8 ; 34 10 Envisat 2002-2012 13,575 ; 3,2 23,8 ; 36,5 35 Jason-2 2008- 13,575; 5,3 18.7 ; 23,8 ; 34 10 SARAL 2012- 35,75 23,8 ; 37 35 1. LA MISSION ENVISAT

La mission Envisat a été lancée en mars 2002 et fait suite aux satellites 1 et ERS-2. La mission avait pour but d’étudier les changements environnementaux et climatiques par l’observation de l’atmosphère et de la surface terrestre. Son objectif était de poursuivre les mesures environnementales initiées par ses prédécesseurs tout en améliorant leur précision. Pour remplir sa mission, le satellite comporte une dizaine d’instruments dont un altimètre RA-2 et un radiomètre micro-ondes MWR pour l’étude de la topographie des océans. Envisat constitue l’une des plus grandes plateformes pour l’étude de l’environnement terrestre par télédétection. Une illustration du satellite est présentée en Figure 6.

L’altimètre radar fonctionnait en bande Ku à 13,8 GHz et en bande S à 3,2 GHz. La combinaison des deux fréquences permettait de réduire l’effet de l’ionosphère. La correction troposphérique était estimée par le radiomètre dont les mesures s’effectuaient à 23 ,8 et 36,5 GHz. Le positionnement du satellite était assuré par le système DORIS.

Le satellite a été lancé sur la même orbite qu’ERS-1 et ERS-2 : l’orbite est héliosynchrone avec une période de répétitivité initiale de 35 jours. L’orbite a été modifiée en fin de vie de la mission en octobre 2010. Elle est devenue dérivante : l’inclinaison n’était plus contrôlée mais l’altitude du satellite était maintenue à 7142,0 km. La répétitivité est passée à 30 jours.

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La mission était initialement prévue pour une durée de 5 ans mais a pu être prolongée à deux reprises jusqu’en avril 2012, date à laquelle le contact avec le satellite a été perdu.

Figure 6 : Illustration du satellite Envisat (source : ESA).

2. LA MISSION JASON-1

La mission Jason-1 a été lancée en décembre 2001 et assurait la continuité des mesures de la mission Topex/Poseidon. Les principales caractéristiques de la mission Topex/Poseidon ont été reprises sur Jason-1. Les deux missions partageaient donc la même orbite et le même type d’instruments.

Cinq instruments sont présents sur Jason-1. Il y a un altimètre et un radiomètre micro-ondes pour la mesure altimétrique et trois instruments pour le positionnement du satellite : le système DORIS par effet doppler, le GPS et un système de positionnement laser,

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13

LRA6. Une illustration du satellite Jason-1 est présentée en Figure 7. L’altimètre Poseidon-2

réalisait ses mesures en bande C et Ku à 5,3 et 13,575 GHz, réduisant ainsi l’effet de l’ionosphère sur les mesures de hauteur de mer. La correction troposphérique était fournie par le radiomètre JMR dont les mesures étaient réalisées à 18,7, 23,8 et 34 GHz.

Le satellite a été initialement lancé sur la même orbite que Topex/Poseidon, qui permettait de quadriller 90% de la surface océanique sur une période de 10 jours. Le contact avec Jason-1 fut définitivement perdu le 21 juin 2013. La mission était initialement prévue pour une durée de vie de 5 ans.

Figure 7 : Illustration du satellite Jason-1 (source : NASA/CNES) D. ECHANTILLONNAGE SPATIAL ET TEMPOREL

Bien qu’indirectement lié à la mesure altimétrique, le choix de la couverture spatiale et temporelle est un élément essentiel lors de la conception de la mission. En effet, ce choix détermine l’échelle temporelle et spatiale des phénomènes géophysiques qu’il est possible d’observer. L’échelle temporelle et spatiale de quelques phénomènes océaniques est illustrée en Figure 8.

Ainsi, l’altimétrie spatiale ne permet pas d’observer des phénomènes tels que les bulles des embruns ou les ondes capillaires dont l’échelle spatiale est de l’ordre du centimètre. La résolution spatiale de l’instrument est en effet trop faible. Elle est de quelques kilomètres pour un altimètre. De plus, les mesures étant réalisées à une fréquence de 1Hz, l’écart entre deux mesures est d’environ 7 km sur la surface terrestre. L’altimétrie est aujourd’hui plus propice à l’observation de phénomènes allant de la méso-échelle avec l’étude des tourbillons

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jusqu’aux grandes échelles avec l’étude des phénomènes El-Niño et la circulation des courants océaniques.

Figure 8 : Echelles temporelles et spatiales de quelques phénomènes océanographiques. Les pointillés indiquent les échelles spatiales et temporelles minimales des phénomènes observables par un altimètre à visée nadir sur une orbite similaire à celle des missions Topex/Poseidon et Jason. L’échelle temporelle des phénomènes observables est limitée par la fréquence de revisite des lieux par l’altimètre. L’échelle spatiale est quant à elle principalement limitée par la distance entre les traces de passage du satellite, qui est d’environ 300 km à l’équateur pour les missions Topex/Poseidon et Jason-1 (source : Chelton, 2001).

Nous verrons par la suite que la couverture spatiale et temporelle des instruments joue un rôle prépondérant pour l’étalonnage des instruments et la validation des données. En effet, ces deux activités sont souvent réalisées par comparaison à d’autres instruments. Les comparaisons sont en majorité réalisées sur des mesures colocalisées (i.e. réalisées dans un intervalle temporel et spatial proche) afin de minimiser le bruit d’échantillonnage. Les

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conditions atmosphériques sont en effet très variables. La présence et la fréquence d’apparition des mesures colocalisées dépendent de la couverture spatiale et temporelle des instruments. Pour réaliser des comparaisons représentatives et significatives, on souhaite avoir des colocalisations régulières et uniformément réparties sur le globe.

L’échantillonnage spatial et temporel dépend à la fois de l’orbite de la mission et du mode de visée de l’instrument

1. ORBITE DES SATELLITES

L’orbite des satellites détermine les traces de passage du satellite sur le globe terrestre. Les orbites des missions altimétriques sont généralement répétitives. Le satellite repasse sur les mêmes traces au bout d’une certaine période qu’on appelle un cycle. Le suivi temporel d’une région est donc facilité, le satellite y repassant régulièrement. Un cycle est décomposé en orbite. Une orbite correspond à une révolution du satellite autour de la terre. Chaque orbite est composée d’une phase ascendante pendant laquelle le satellite se dirige du pôle Sud vers le pôle Nord et une phase descendante durant laquelle le satellite descend du pôle Nord vers le pôle Sud.

L’inclinaison de l’orbite par rapport au plan défini par l’équateur définit la plage de latitudes traversée par le satellite. Ainsi par exemple, l’inclinaison des Jason-1 et 2 est de 66 degrés. Elle permet à Jason-1 de couvrir le globe terrestre entre -66 et 66 degrés de latitude, ce qui correspond à la majorité de la surface océanique (90%). Jason-1 tourne autour de la terre dans le même sens de rotation que cette dernière. Dans ce cas, l’orbite est dite prograde. Pour Envisat, l’orbite a une inclinaison de 98.5 degrés. Ce chiffre indique que l’orbite est rétrograde (le satellite tourne dans le sens inverse de la rotation de la terre) et permet de couvrir des latitudes comprises entre -82.5 et 82.5 degrés de latitude. Ainsi, Envisat se rapproche plus des pôles que Jason-1.

Un autre paramètre permettant de régler la couverture spatiale et temporelle d’un satellite est l’altitude du satellite. L’altitude de Jason-1 est de 1336 km. En conséquence, la répétitivité de l’orbite du satellite est d’environ 10 jours (0.9156 jours précisément, soit 10 jours moins deux heures). Jason-1 passe ainsi au-dessus du même point (avec une précision de 1km) tous les 10 jours environ. L’heure locale de passage du satellite se décale de deux heures tous les cycles. L’altitude d’Envisat a été fixée aux alentours de 800 km pour rendre l’orbite héliosynchrone : le satellite passe au-dessus de chaque point à la même heure solaire locale. Ainsi, Envisat traverse toujours l’équateur à 10h à l’heure locale. Cette orbite permet d’éviter les effets du cycle diurne lorsque deux mesures au même lieu sont comparées. Il n’est par contre pas possible d’étudier des phénomènes tels que les marées. Jason-1 possède les avantages et les désavantages inverses.

Une dernière différence entre les deux orbites est la distance inter-trace. La distance entre les traces étant plus petite sur Envisat, le maillage de la surface terrestre est réalisé de façon plus fine par rapport à Jason-1 (Figure 9). En contrepartie, le cycle d’Envisat est plus long que celui de Jason-1. Il faut donc plus de temps à la mission pour repasser au-dessus des mêmes points. Ainsi, le choix de l’orbite est un compromis entre la couverture spatiale de la

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16

terre et la fréquence de revisite des lieux. Le choix de l’orbite s’effectue donc en fonction des évènements que l’on souhaite observer.

Figure 9 : Traces au sol des missions ERS et Topex/Poseidon superposées. Les traces au sol d’Envisat et de Jason-1 sont respectivement les mêmes que les traces d’ERS ou de Topex/Poseidon (source : Aviso)

2. GÉOMÉTRIE DE VISÉE

Les missions actuelles d’altimétrie sont seulement équipées d’altimètre à visée nadir (dans la direction normale à la surface de la terre). La future mission SWOT sera la première mission altimétrique à large fauchée.

N’ayant pas d’exemple concret pour les altimètres, nous allons illustrer l’influence de la géométrie de visée grâce aux radiomètres. On comparera les radiomètres micro-ondes installés sur les missions altimétriques avec ceux dédiés à l’imagerie ou aux prévisions météorologiques. Sur les missions altimétriques, les radiomètres sont comme les altimètres à visée nadir. Les mesures des radiomètres suivent donc les traces du satellite. En comparaison, les radiomètres des missions météorologiques possèdent un mécanisme de balayage permettant au satellite de scanner la surface terrestre et ainsi de couvrir une région plus large. Par exemple, les radiomètres SSM/I7 présents sur les satellites DMSP8, déployés à

833 km d’altitude, sont équipés d’un système de balayage conique. Les antennes des radiomètres pivotent sur un angle de 102 degrés, permettant de réaliser des mesures sur une fauchée large d’environ 1400 km. Grâce à ce mécanisme, ces radiomètres couvrent l’ensemble des océans en un peu plus de deux jours. La Figure 10 montre le système de visée utilisé sur le radiomètre MWR d’Envisat et sur les radiomètres SSM/I. La Figure 11 illustre la couverture spatiale du radiomètre MWR d’un côté et du radiomètre SSM/I de l’autre. D’autres mécanismes de balayages existent. Les radiomètres AMSU9 ont un système de

balayage de type transversal. Le futur radiomètre COWVR10, dont le lancement est prévu

pour 2015, aura une fauchée circulaire.

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Special Sensor Microwave/Imager

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Defense Meteorological Satellite Program

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Advanced Microwave Sounding Unit

10

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Figure 10 : Géométrie de visée du radiomètre Envisat/MWR, à gauche, comparée à la géométrie de visée des radiomètres DMSP/ SSMI, à droite (sources : ESA, Hollinger et al. 1987)

Figure 11 : Traces des mesures du radiomètre MWR (à gauche) et du radiomètre SSMI F15 (à droite). Les traces sont séparées entre traces ascendantes et descendantes pour SSMI F15

IV. OBJ ECTIF S

A. EVALUER LA COHERENCE DES PRODUITS RADIOMETRIQUES DE CORRECTION TROPOSPHERIQUE HUMIDE

Comme nous l’avons vu précédemment, la correction troposphérique humide est aujourd’hui l’une des premières sources d’erreurs sur la mesure de hauteur de mer par altimétrie. Toute erreur relative à la correction troposphérique humide induit une erreur équivalente sur la hauteur de mer. Chacune de ces erreurs est susceptible d’affecter l’estimation des tendances du niveau moyen des mers.

Un radiomètre micro-ondes, présent sur la plupart des missions altimétriques, fournit cette correction pour chaque mesure de l’altimètre. Il est normal que les composants du radiomètre se dégradent progressivement pendant la durée de la mission, les conditions dans l’espace pouvant être particulièrement difficiles (orages magnétiques, éruptions solaires). La durée de vie des missions étant souvent prolongée, il est d’autant plus probable que la qualité des mesures soit à un moment ou un autre affectée par la dégradation des instruments. Les mesures peuvent devenir biaisées et le biais peut croître au cours du temps : c’est la dérive instrumentale. Détecter, identifier, quantifier et corriger ces dérives reste encore aujourd’hui une tâche difficile. Ces dérives instrumentales sont souvent masquées par la variabilité

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naturelle de la correction troposphérique humide. En effet, les variations naturelles de la correction troposphérique sont du même ordre de grandeur que les variations induites par les dérives instrumentales.

Les corrections troposphériques aujourd’hui fournies par différents radiomètres sont globalement cohérentes mais des différences à l’échelle régionale et interannuelle subsistent. Ces différences, bien que relativement faibles, peuvent avoir un impact significatif sur l’estimation de la tendance du niveau moyen des mers. La question qui se pose alors est celle de la validité des données : quelle confiance peut-on avoir dans les estimations et quel produit est le plus fidèle à la vérité ?

Les incertitudes sur la véracité des mesures rendent également plus difficile l’étude du climat. En effet, elle nécessite un suivi sur le long terme des conditions météorologiques. La durée de vie actuelle des missions satellitaires, d’une dizaine d’années maximum, est aujourd’hui loin d’être suffisante. Une solution partielle à ce problème est d’assurer la continuité des mesures en lançant régulièrement de nouvelles missions. Or, les mesures de deux missions ne sont pas forcément homogènes et il est vraisemblable qu’elles montrent certaines disparités. La question est alors de savoir comment combiner de façon optimale ces données en dépit de leurs différences. Pour cela, il faudrait connaître leurs qualités et leurs défauts. Il faut de plus pouvoir dissocier les anomalies des différences naturelles et intrinsèques entre missions. Des différences liées à l’échantillonnage des mesures seraient normales alors que les dérives instrumentales seraient considérées comme des anomalies. On en revient alors au problème de la validation des données. Or, en l’absence de référence absolue, cela reste une tâche pour le moins difficile.

Comprendre les disparités entre radiomètres constituerait un premier pas vers la réduction de l’incertitude sur la correction troposphérique humide. Il faut pouvoir déterminer l’origine de ces différences pour pouvoir les corriger si nécessaire. Les différences observées peuvent résulter de disparités dans les composants, de dérives instrumentales, ou du traitement des mesures radiométriques. Nous verrons par la suite que le traitement des données radiométriques est loin d’être trivial et que ce traitement doit être adapté pour chacune des missions en fonction de ses caractéristiques propres.

L’objectif de cette thèse est de contribuer à la compréhension de ces différences. Pour cela, la cohérence des corrections troposphériques des missions Envisat et Jason-1 est étudiée par comparaison avec les radiomètres AMSR-E11 et les radiomètres AMSU utilisés

principalement pour les prévisions météorologiques. Les réanalyses météorologiques, ERA-Interim, seront également utilisées comme point de comparaison. La dynamique temporelle et spatiale des différences entre ces produits sera analysée sur la période 2004-2010, en partant des produits de correction troposphérique et en remontant jusqu’aux températures de brillance. Ce diagnostic permettra de soulever des hypothèses expliquant ces différences.

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(31)

19

B. PLAN DU DOCUMENT

Le chapitre suivant présentera les principes de la mesure de la correction troposphérique humide par radiométrie micro-ondes ainsi que les méthodes développées pour l’étalonnage et le suivi des radiomètres.

Le troisième chapitre sera consacré à l’étude des produits de vapeur d’eau atmosphérique issus des radiomètres micro-ondes. La vapeur d’eau et la correction troposphérique humide étant fortement corrélées, cette comparaison permettra d’analyser indirectement la cohérence des produits de correction troposphérique. Les dynamiques des différences seront analysées aussi bien à l’échelle globale que régionale.

Le quatrième chapitre sera dédié à la comparaison des algorithmes d’estimation de la correction troposphérique humide. L’objectif est de déterminer si les différences observées sur les produits de vapeur d’eau atmosphérique peuvent être générées par les algorithmes d’inversion employés. Les performances des algorithmes utilisés sur Envisat et Jason-1 seront analysées tout d’abord sur des simulations puis sur des données réelles.

Le cinquième chapitre exposera les résultats d’analyse des températures de brillance, grandeurs initialement mesurées par les radiomètres, dont on déduit la correction troposphérique humide. Le but est de déterminer si les différences observées dans les produits finaux de vapeur d’eau sont déjà présentes dans les températures de brillance. Si tel est le cas, la question est de savoir si ces différences proviennent de dérives instrumentales ou résultent du traitement de la donnée radiométrique.

Enfin, les résultats et les conclusions obtenus à l’issue de ces cinq chapitres seront résumés et permettront d’introduire de nouvelles perspectives d’étude.

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C H A P I T R E 2 : L A C O R R E C T I O N

T RO P O S P H E R I Q U E H U M I D E :

P R I N C I P E D ’ E S T I M AT I O N E T

VA L I DAT I O N

Dans cette partie, nous définissons les différentes notions autour de la correction troposphérique humide dont on se servira par la suite. Tout d’abord, nous explicitons davantage ce qu’est la correction troposphérique humide et son lien avec la vapeur d’eau atmosphérique. On explique pourquoi elle est mesurée, sur la plupart des missions altimétriques, à partir d’un radiomètre micro-ondes. Le principe d’estimation de la correction troposphérique humide par radiométrie micro-ondes est ensuite exposé. Enfin, une grande partie est dédiée à l’étalonnage et au suivi des radiomètres. Cette étape est fondamentale pour garantir la qualité et la cohérence des mesures radiométriques

SOMMAIRE

I. DÉFINITION ... 21 II. LIMITES DES MODÈLES MÉTÉOROLOGIQUES ... 23 III. PRINCIPE D’ESTIMATION PAR RADIOMETRIE MICRO-ONDES. ... 24

A. LA TEMPÉRATURE DE BRILLANCE ... 24 B. LE MODÈLE DE TRANSFERT RADIATIF ... 25 C. METHODES D’INVERSION DE LA CORRECTION TROPOSPHERIQUE ... 29

IV. ETALONNAGE ET SUIVI DES RADIOMÈTRES ... 31

A. ETALONNAGE AU SOL ... 31 B. SUIVI EN VOL ... 32 1. Etalonnage en deux points ... 32 2. Références auxiliaires froides et chaudes. ... 32 3. Comparaison à d’autres radiomètres. ... 34 4. Comparaison à des températures de brillance simulées ... 35 5. Comparaison des produits géophysiques ... 35 C. AJUSTEMENT DES TEMPÉRATURES DE BRILLANCE ... 36

V. CONCLUSION ... 37

I. DÉFI NITIO N

La correction troposphérique correspond à l’allongement du trajet de l’onde radar sur la section parcourue de longueur 𝑅 due à la présence d’humidité dans la troposphère. La

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22

correction troposphérique humide correspond principalement à la contribution de la vapeur d’eau à la réfractivité de l’atmosphère mais aussi à celle de l’eau liquide nuageuse.

L’allongement lié à la vapeur d’eau varie entre 0 et 50 cm et s’exprime de la manière suivante : 𝑑ℎ𝑣𝑎𝑝 = 10−6 ∫ 𝑁 𝑣𝑎𝑝(𝑧)𝑑𝑧 𝑅 0 = 𝐾 ∫ 𝜌𝑣𝑎𝑝(𝑧) 𝑇(𝑧) 𝑑𝑧 𝑅 0

où 𝑁𝑣𝑎𝑝(𝑧) est le co-indice de réfraction de la vapeur d’eau à l’altitude z (m) et peut être

exprimée en fonction de 𝜌𝑣𝑎𝑝(𝑧) et 𝑇(𝑧), la densité de la vapeur d’eau (g/m3) et la

température (K) à l’altitude 𝑧 respectivement. K est une constante égale à

1720,6 °

K cm3 g -1

.

La contribution des nuages s’écrit quant à elle : 𝑑ℎ𝑙𝑖𝑞 = 10−6 ∫ 𝑁 𝑙𝑖𝑞(𝑧)𝑑𝑧 𝑅 0 = 1,6 𝐿𝑧

où 𝑁𝑙𝑖𝑞(𝑧) est co-indice de réfraction de l’eau liquide nuageuse et 𝐿𝑧 dénote le contenu

intégré en eau liquide. De manière générale, pour des conditions non pluvieuses, la contribution de l’eau liquide est secondaire par rapport à la contribution de la vapeur d’eau. En effet, dans ces conditions, 𝑑ℎ𝑙𝑖𝑞 est en général inférieur à 1,5 mm et n’excède que

rarement 1% de 𝑑ℎ𝑣𝑎𝑝. Ainsi dans la suite, nous désignerons simplement par 𝑑ℎ, la

composante de vapeur d’eau de la correction troposphérique humide (Keihm et al. 1995). La relation entre la correction troposphérique et le contenu en vapeur d’eau intégrée sur la colonne est particulièrement forte, si bien qu’en première approximation, on peut considérer ces deux grandeurs comme étant proportionnelles (Fu et Cazenave 2000) :

𝑑ℎ = 6,4 × wv

où 𝑑ℎ est la correction tropsphérique humide (en cm) et 𝑤𝑣, le contenu intégré de la vapeur (en g cm-2).

(35)

23

II. LIMITES D ES M ODÈL E S MÉT ÉO ROL OGI QU ES

Il est possible de déduire la correction troposphérique à partir des sorties des modèles météorologiques. En effet, ces derniers fournissent les profils atmosphériques de température et d’humidité. La correction troposphérique s’obtient alors en intégrant sur chaque couche atmosphérique du modèle le contenu en vapeur d’eau pondéré par la température.

Plusieurs facteurs limitent l’utilisation des modèles dans le cadre des missions altimétriques.

Le premier et le plus important est celui de la résolution spatiale et temporelle des modèles. Pour chaque mesure altimétrique, il est nécessaire de connaître la correction troposphérique associée. Or, la correction troposphérique humide est liée à la présence de vapeur d’eau, quantité extrêmement variable dans l’espace et dans le temps. Actuellement, les modèles météorologiques, présentant des limitations en termes de résolution spatiale et temporelle, ne permettent pas d’accéder à des estimations suffisamment précises de cette correction. En effet, l’altimètre fournit une mesure tous les 7 km environ en quasi temps réel alors qu’à titre d’exemple, le centre européen de prévision météorologique ECMWF12 fournit

des prévisions toutes les 6 heures sur des grilles gaussiennes dont la résolution est de 16 km. Le modèle réalise ses prévisions sur 137 couches à la verticale. La plus haute d’entre elles est située à 0.01 hPa. Notons également que les modèles ont une certaine propension à lisser les champs météorologiques en sortie : d’une part, à cause de l’échantillonnage (maillage) qui limite l’observation des phénomènes aux petites échelles ; d’autre part, parce que la représentation spectrale des champs est approximée par troncature.

Par ailleurs, il subsiste une certaine incertitude sur la capacité des modèles à reproduire la variabilité de la vapeur d’eau, notamment dans les tropiques où l’activité convective est importante. Il existe notamment encore certaines différences entre les radiomètres et les modèles météorologiques. Stum (1994) a par exemple montré que par rapport au radiomètre TMR de la mission Topex/Poseidon, le modèle ECMWF avait tendance à surestimer la correction troposphérique humide pour des atmosphères très humides. De plus, il a montré que les phénomènes à des échelles inférieures à 800 km étaient mieux retranscrits par le radiomètre que par le modèle. Au chapitre 4 et dans l’article de Legeais et al. (2014) présenté en annexe, nous observons également certaines différences entre les corrections troposphériques humides issues du modèle et des radiomètres. Notamment, les performances des radiomètres en termes de la cohérence de la correction troposphérique aux petites échelles temporelles sont meilleures qu’avec le modèle ECMWF.

Enfin, les modèles météorologiques opérationnels ne sont pas conçus pour les études climatiques et n’y sont pas adaptés. En effet, les modèles subissent des évolutions occasionnelles permettant l’amélioration des prévisions météorologiques (e.g. assimilation de nouvelles sources de données ou amélioration des schémas d’assimilation). Les sorties des

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modèles météorologiques ne sont donc pas forcément homogènes d’une période à une autre. Cette hétérogénéité dans les traitements conduit à des sauts dans la correction troposphérique qui gênent l’étude à long terme du niveau moyen des mers.

C’est pourquoi, pour la plupart des missions altimétriques, la correction troposphérique humide est fournie par un instrument dédié sur le satellite d’observation, le radiomètre micro-ondes. Dans la suite, nous détaillons le principe de fonctionnement du radiomètre et nous verrons que l’étalonnage d’un tel instrument est tout sauf trivial.

III. PRI NCIP E D’E STIM ATI O N PA R R ADI OMET RIE MI CRO -O NDE S . A. LA TEMPÉRATURE DE BRILLANCE

Le radiomètre contrairement à l’altimètre est un instrument dit passif. En effet, les mesures du radiomètre ne se basent pas sur l’émission d’une onde radar et l’analyse de l’onde retour. Le radiomètre mesure principalement le rayonnement naturel émis par la surface océanique et l’atmosphère. Plus précisément, le radiomètre mesure le flux d’énergie transporté par ce rayonnement. En effet, chaque corps dont la température est différente du zéro absolu émet un rayonnement électromagnétique.

La luminance permet de caractériser l’intensité du flux radiatif émis ou réfléchi par unité de surface, par unité d’angle solide et par unité de longueur d’onde. Elle s’exprime en 𝑊. 𝑚−2. 𝑠𝑟−1. 𝜇𝑚−1(watt par mètre carré par stéradian et par micron).

L’énergie émise par un corps quelconque peut s’exprimer en fonction de l’énergie émise par un corps noir. Un corps noir est un objet théorique qui absorbe toute l’énergie électromagnétique qu’il reçoit, sans en réfléchir ni en transmettre. La loi de Planck permet de déterminer la luminance d’un corps noir pour une température et une longueur d’onde données selon la relation suivante :

𝐿(𝜆, 𝑇) =2ℎ𝑐2 𝜆5 ×

1 𝑒𝜆𝑘𝑇ℎ𝑐 − 1

avec :

𝜆, la longueur d’onde (en m) 𝑇 , la température absolue (en K) 𝑘, la constante de Boltzmann ℎ, la constante de Plank

𝑐, la vitesse de la lumière (m/s)

Dans le cadre des radiomètres micro-ondes, il est possible d’utiliser l’approximation de Rayleigh-Jeans. En utilisant les mêmes notations, nous avons :

𝐿(𝜆, 𝑇) =2𝑐𝑘𝑇 𝜆4

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Le flux d’énergie émis par un corps peut également s’exprimer en termes de température de brillance. La température de brillance d’un corps est la température d’un corps noir qui émettrait le même rayonnement que le corps considéré. La température de brillance dans une direction ( 𝜃, Φ) et une fréquence donnée s’écrit alors:

𝑇𝐵( 𝜃, Φ) = 𝜀(𝜃, Φ) × 𝑇

où 𝜀(𝜃, Φ) est l’émissivité du corps considéré. L’émissivité est une mesure de la capacité d'un corps à absorber et à réémettre l'énergie rayonnée. En particulier, le corps noir réémet toute l’énergie absorbée, on dit qu’il est « parfaitement émissif ». L’émissivité d’un corps peut se définir par :

𝜀(𝜃, Φ) = 𝐿𝑐𝑜𝑟𝑝𝑠_𝑟é𝑒𝑙 𝐿𝑐𝑜𝑟𝑝𝑠_𝑛𝑜𝑖𝑟

L’émissivité du corps noir est donc de 1 et sa température de brillance est donc égale à sa température physique.

Le radiomètre ne mesure donc pas directement la correction troposphérique. Il est en particulier chargé de mesurer la température de brillance liée aux ondes électromagnétiques émises ou réfléchies par la surface des océans et modifiées lors de leur traversée de l’atmosphère. C’est par le biais des modèles de transfert radiatif que nous pouvons faire le lien entre températures de brillance et correction troposphérique.

B. LE MODÈLE DE TRANSFERT RADIATIF

Les ondes électromagnétiques émises par la surface des océans interagissent avec les particules de l’atmosphère et sont soumises aux phénomènes de réfraction, d’émission ou d’absorption. Ainsi, le flux d’énergie émis par la surface des océans est altéré lors de son trajet dans l’atmosphère jusqu’à l’antenne du radiomètre. De plus, l’antenne du radiomètre ne capte pas seulement les émissions de la surface océanique. Le radiomètre reçoit également des rayonnements de l’atmosphère et des rayonnements d’origine extraterrestre qui vont se réfléchir à la surface de l’océan avant d’atteindre le radiomètre. Parmi les rayonnements extraterrestres, on note les contributions du fond cosmologique, de la galaxie, du Soleil et de la Lune. La Figure 12 illustre les interactions entre le radiomètre et les ondes électromagnétiques qu’il capte.

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Figure 12 : Principales sources du rayonnement électromagnétique capté par le radiomètre.

Les modèles de transfert radiatif modélisent les relations entre les températures de brillance mesurées par le radiomètre micro-ondes et les paramètres physiques qui caractérisent l’état de la surface et de l’atmosphère. Ces paramètres influent donc sur les propriétés d’absorption, d’émission et de réfraction de l’atmosphère et de la surface océanique. On note parmi ces paramètres le vent en surface, la température de l'océan, la salinité, la présence d'écume, la vapeur d'eau, les nuages ou encore les précipitations.

Par exemple, en milieu non diffusant (en absence de pluie), la température de brillance à la fréquence 𝑖 observée au nadir par le radiomètre peut s’écrire de la manière suivante (Ulaby et al. 1981) :

𝑇𝐵(𝑖) = TU(i) + TE(i) × e−τi+ 𝑇𝑅(𝑖) × 𝑒−𝜏𝑖

avec 𝜏(𝑖) l’opacité de l’atmosphère pour la fréquence 𝑖 entre la surface terrestre et l’altitude du satellite 𝐻:

𝜏𝑖 = ∫ αH i(z) dz

0

Où 𝛼(𝑧)représente l’absorption de l’atmosphère à l’altitude 𝑧 exprimée en nepers/km. Le coefficient d’absorption de l’atmosphère dépend bien entendu du profil atmosphérique considéré. Dans la gamme des micro-ondes, ce sont les profils atmosphériques de température, de pression, et la concentration de vapeur d’eau et d’eau liquide nuageuse qui influent majoritairement sur les propriétés d’absorption de l’atmosphère.

Figure

Figure 2 : Estimation des anomalies de hauteur de mer entre le 4 et le 14 juillet 2008  (SLA)  réalisée grâce au données  Jason-2 (source : CNES)
Tableau 2 : Incertitudes sur la pente du niveau moyen de la mer entre 1993 et 2008.
Figure 5 : Réduction de l’erreur d’orbite sur les mesures altimétriques de la hauteur de mer depuis  la  mission GEOS 3 lancée en 1975  (source : CNES)
Figure 11 : Traces des mesures du radiomètre MWR (à gauche) et du radiomètre SSMI F15 (à  droite)
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